книги из ГПНТБ / Тугаринов А.И. Общая геохимия. Краткий курс учеб. пособие

от географической широты и глубины места взятия пробы. Как сле­ дует из табл. 27, растворимость кислорода (и углекислоты) не­ сколько возрастает к полюсам и убывает к экватору, что связано со средними годовыми температурами. С другой стороны, в придон­ ных частях океана содержание кислорода падает и выравнивается. (Мы естественно не рассматриваем случаи сероводородного зараже­ ния, подобного наблюдаемому в слабо аэрируемых бассейнах,

Азот. Азот, несмотря на высокое содержание в атмосфере, яв­ ляется крайне малой газовой примесью, растворенной в воде океана. Подобно группе инертных газов, встречающихся в атмосфере, азот отличается весьма слабой растворимостью в воде, и этим по существу объясняется его накопление в газовой оболочке Земли.

По данным Н. Рейкстро и В. Эммеля (1937 г.), отмечается изменение [содержа­ ния азота по глубине (табл. 28).

Цикл азота заключается в окислении его в атмосфере под влиянием грозовых разрядов до окислов и поступлении в зем­ ную кору в виде солей азотной кислоты. Кроме того, азот жадно потребляется расте­ ниями и может захватываться осаждаю­ щимися илами. Около 30% азота океани­ ческой воды представляет собой связанный азот в различных биогенных соединениях.

поступать в атмосферу с вулканическими газами.

В. Гольдшмидт, рассчитав, что па 1 км3 морской воды прихо­ дится 600 г выветренной снесенной породы за всю историю земной коры, определил количество элементов, поступивших в океан (табл. 29).

Приведенные результаты дают наглядное представление о том, какая доля каждого из элементов разрушавшейся породы смогла достигнуть океана, как формировался солевой остаток океана.

Исходя из общего содержания натрия в океане (1,73 ■ІО22 г) и ежегодного привноса натрия в океан (2-1014 г), А. П. Виноградов вычислил «содовый» возраст океана, 85ІО6 лет. Однако эта ве­ личина вызывает сомнение, так как натрий не накапливался в океа­ не, а так же, как другие элементы, имел собственный цикл обра­ щения.

Так, например, Д. Ливингстон (1963 г.) дал следующую схему обращения натрия за период с кембрия по настоящее время:

Обращает на себя внимание отставание калия при миграции по сравнению с натрием: калий отличается резко выраженными сорбционными свойствами, во многом объясняемыми его большим ионным радиусом по сравнению с натрием, поэтому он легко за­ держивается глинами и другими осадками. Дна океана достигает только 2,5% общего его количества.

Магний и кальций сравнительно быстро покидают океан из-за процессов седиментации. Однако магний оказывается более раст­ воримым элементом, чем кальций. В первую очередь осаждается кальций и лишь при достижении определенных соотношений с маг­ нием осаждается доломит. Таким образом, современное отношение

магния к кальцию в океане — тоже результат сложного геохимиче­ ского равновесия.

Литий легко замещает магний в различных соединениях горных пород, и эта его особенность приводит к захвату незначительных его количеств магнезиальными минералами, например хлоритом, на пути к океану.

Стронций и барий, будучи близкими элементами в магматиче­ ском процессе, разделяются в океане подобно калию и натрию. Стронций, будучи элементом меньшего размера, чем барий, отли­ чается сравнительно большей растворимостью и меньшей сорб­ ционной способностью, чем барий. Это обусловило его большую распространенность в морской воде по сравнению с барием, осаж­ дающимся в виде сернокислых соединений, почти на два порядка.

Обращает на себя внимание также и то, что два элемента, зани­ мающие второе и третье места по распространенности в земной коре, практически полностью отсутствуют в океане. Это алюминий и крем­ ний.

Известно, что алюминий в широком диапазоне pH не дает раст­ воримых соединений, поэтому его миграция с водными растворами весьма ограниченна.

Кремний встречается в океанических водах в ненасыщенном состоянии. Так, например, в глубинных водах Тихого океана его концентрация достигает 5 мг/л, в то время как в грунтовых раство­

до 1 мгіл и сохраняется на этом уровне до глубины 300 м. Непосредственная причина низкого содержания кремния в мор­

ской воде в том, что некоторые живые организмы моря жадно его поглощают. Такие обитатели моря, как радиолярии и диатомовые кремниевые губки, накапливают кремний и по мере отмирания опу­ скаются на дно, частично при этом растворяясь. Иначе говоря, основной путь удаления растворенного кремния из морской воды — биогенный.

Другим элементом, связанным с биогенезом в океане, является фосфор. Поскольку в планктонных водорослях содержится доволь­ но большое количество фосфора (0,3—1% сухого остатка), то по­ верхностный слой морской воды оказывается наиболее обедненным фосфором, особенно в летние месяцы, когда поглощение его планк­ тоном происходит особенно активно. В поверхностном слое океана содержание фосфора составляет примерно 8 мг/л, на глубине 500 м оно достигает 50 мг/л и на 3000 м — 88 мг/л (последнее связано с отмиранием и погружением планктона, переносящего аккумули­ рованный им фосфор в глубины океана —рис. 32).

Такие элементы, как ртуть, мышьяк, селен и др. отличаются низкой растворимостью и задерживаются на подступах к океану.

Концентрация некоторых элементов в океане во много раз превышает их концентрацию в земной коре, например бора — в 260 раз, хлора — в 270 раз, серы — в 296 раз. Объяснить простым вы-

N3

13

§

§

£

ветриванием горных пород поступление этих анионов в океан не­ возможно. По мнению А. П. Виноградова (19G7 г.), «первоисточ­ ником всех главных анионов океанической воды, а именно галоге­ нидов СИ, Br~, F- , SO\~ и Н3ВО3, являются кислые дымы подвод­ ных и надводных вулканических извержений».

§ 2. ГЕОХИМИЯ ВОД КОНТИНЕНТА

Основное поступление воды в океан осуществляется потоками речных вод. Скорость поступления воды в современный океан оп­ ределяется 80 л на 1 лг его поверхности.

Объем годового поступления воды в океан составляет 35—37 тыс. км3. По расчетам В. Ф. Дерпгольда (1966 г.), общее количество подземных вод равно 10,7 • ІО17 т, при этом в осадочных толщах — 1,9 • ІО17 т, а в кристаллических породах — 0,88 • ІО17 т. Коли­ чество воды в реках и озерах достигает 500 тыс. км3.

Если для океана характерно довольно равномерное распределе­ ние солей определенного состава (около 35 г!кг), лишь немного увеличивающееся вдоль экватора, то для вод континентов состав солей оказывается резко дифференцированным.

Испаряющаяся с поверхности океана вода дает начало пресным водам континентов с концентрацией в них растворенных веществ около 1 г!кг, с другой стороны, в больших погребенных бассейнах, например Кунгурской или Цехштейновом, сохраняются огромные массы океанической воды либо рассолов морского генезиса с концент­ рацией солей более 35 г!кг. Таким образом, континентальные воды отличаются значительным разнообразием солевого состава, опре­ деляемым этими границами. «Сотни жидких водных растворов

ности растет количество коллоидных частиц и мути, а также органического материала, переносимого реками. Так, например, р. Амазонка выносит в год в океан около 6 • 109 т материала, откладывающегося в ее дельте;

MgSOt,

2) океанические воды. В силу ранее указанного постоянства

3) рассолы морского происхождения. Концентрация солей в рас­ солах меняется одновременно с их составом. При сгущении (т. е. испарении морской воды) из нее последовательно будут выпадать

на диаграмме в виде линии OABCD (см. рис. 33), отражающей посте­ пенное изменение состава рассола или его сгущение.

В водах рассолов под влиянием пресных вод и вмещающих по­ род может происходить метаморфизация их солевого состава. При разбавлении их образуются воды карбонатного типа, которые при дальнейшем нарастании концентрации становятся хлоридными (рис. 34).

По мере углубления в осадочную толщу количество соленых вод возрастает и на кристаллическом фундаменте накапливаются

крепких рассолов, то мы убедимся в том, что эти области совпадут. На карте выглядят резко аномальными провинции Южного По­ волжья и Урала, область развития кембрия в верховьях рек Лены и Ангары (Иркутский бассейн) и др.

При размещении рассолов с различными концентрациями солей в горизонтах разреза земной коры тяжелые рассолы (с большим содержанием солей) занимают нижнее положение, легкие — верх­ нее.

Вотличие от рассолов атмосферные пресные воды, даже под­ вергшиеся сгущению в аридных условиях (оз. Балхаш, Индер и др.), отличаются более высоким содержанием сульфатов, меньшим маг­ ния, калия и др.: их концентрация достигает 0,5—1 г!л (О. 3. Алекин, 1947 г.).

Вто же время в поймах воды, содержащие гумидные кислоты, имеют слабую минерализацию (0,3—0,5 г!л) и представляют собой гидрокарбонатный кальциевый тип вод.

Таким образом, ветви этих двух типов вод морского и конти­ нентального генезиса расходятся довольно значительно.

При погружении осадочных пород на глубины 6—8 км проис­ ходит захоронение в них вод, подвергающихся под влиянием воз­ растающего метаморфизма, декарбонитизации и десульфуризации. Все это вместе с резким перерождением самих горных пород, высво­ бождением из них рассеянных рудных элементов способствует гене­ рации гидротермальных растворов самого пестрого состава, судьба которых будет рассмотрена далее.

ПРИНЦИПЫ КРИСТАЛЛОХИМИИ И ИЗОМОРФИЗМА

Учение об изоморфизме, как и кристаллографии, берет свое начало от первых исследований Н. Стенона (1638—1686 гг.), при­ ведших к открытию основного закона геометрической кристалло­ графии — закона постоянства углов в кристаллах данного ве­ щества.

Спустя 100 лет, именно этот закон побудил Р. Ж- Гаюи (1817 г.) высказать важное положение о том, что для каждого кристалли­ ческого вещества свойственна своя, особая «полиэдрическая моле­ кула» (иначе говоря, структура).

Однако уже в 1819 г. Э. Митчерлих (1794—1864 гг.) выступил с критикой этих положений Гаюи, сформулировав первые законы изоморфизма: «Закон соотношения между химическим составом и кристаллической формой можно теперь выразить следующим об­ разом. Одинаковое число атомов, соединенных одинаковым обра­ зом, порождает одинаковую кристаллическую форму. Одинаковая кристаллическая форма не зависит от химической природы атомов. Она определяется лишь числом и относительным расположением атомов».

И, наконец, Митчерлих прямо вводит понятие изоморфизма: «Некоторые различные элементы, соединенные с одинаковым числом одного или нескольких элементов, порождают одинаковую кри­ сталлическую форму. Вообще химические элементы, с этой точки зрения, могут классифицироваться по группам. Элементы, принад­ лежащие к одной и той же группе, я назову изоморфными для того, чтобы выразить это свойство элементов техническим термином».

В 1849 г. Т. Шерер ввел понятие «полимерного» изоморфизма. Ныне этот тип изоморфизма известен под названием гетеровалентного изоморфизма.

Важным обобщением в области явлений изоморфизма в середине XIX в. явилась работа Д. И. Менделеева «Изоморфизм в связи

сдругими отношениями кристаллической формы к составу».

В1890 г. появился мемуар «Симметрия правильных систем фигур» известного русского кристаллографа Е. С. Федорова (1853—- Î919 гг.), в котором были выведены 230 пространственных групп,